非均质条件下珠江口潮汐湿地地下水流动特征

黄品怡，唐常源,，禤映雪，江 涛，曹英杰

（中山大学a.地理科学与规划学院；b. 环境科学与工程学院，广州 510275）

沿海生态系统中，潮汐湿地具有最高的生物生产力和最快的生物地球化学循环速率（Peterson et al.,2019）。潮汐周期性的淹没作用，促进湿地与潮汐河流之间的水体交换，同时也加速营养物质等元素的交换过程（赵春宇等，2020）。河口与陆地之间营养物质交换通量的大小取决于潮汐湿地地下水的流动速度及滞留时间，而地下水的流动特征不仅受控于潮汐、波浪、内陆地下水补给及盐度密度流等内外部的驱动力（高茂生等，2010），更取决于其含水介质的水理性质（魏加华等，2015）。数值模拟结果表明，均质条件下，潮汐驱动显著影响潮汐湿地地下水的流动路径，潮水在涨潮时渗入湿地含水层，在退潮时渗出，在湿地含水层浅层形成一个盐度较高的近似“U”型的地下水环流单元，地下水由陆地流向潮汐河流，在此环流单元与潮汐河流的低潮水位交界处附近排出（Wilson et al.,2006;Robinson et al.,2007;Robinson et al.,2018）。然而，均质介质属于理想情况，一般情况下，介质处于高度非均质状态。如何开展非均质条件下潮汐湿地中地下水流动特征研究，成为揭示潮汐湿地中物质迁移转化过程及正确评价潮汐湿地生态系统功能的重要前提（Eaton et al., 2006; Brovelli et al., 2011；张弛等，2014）。

含水介质水理性质的空间异质性可以通过人为假设均一或用地统计方法（张法升等，2011；王娜娜等，2012；Keskin et al.,2018）描述，但各种方法之间的均化误差较大。放射性同位素222Rn在非均质条件下地下水流动特征示踪上具有独得优势：1）含水介质（特别是潮汐湿地）水理性质的空间异质性与其形成的沉积过程及环境密切相关，不同矿物组成、粒径及颗粒级配条件下，介质释放222Rn的能力存在显著差别，地下水222Rn可以间接指示含水介质水理性质的空间异质性。2）基于放射性衰变原理，222Rn 可以进一步直接指示地下水的滞留时间。由于其半衰期较短，仅为3.82 d，在潮汐湿地这种地下水快速交换的区域具有更好的指示意义（Agarwal et al., 2006; Thivya et al., 2015）。如Bertin 等（1994）利用地下水222Rn 比活度剖面特征，计算了法国某处河岸带非均质条件下地下水的滞留时间及其平均流速；Mullinger等（2009）探究了英国某处河岸带地下水222Rn比活度与含水介质渗透系数的关系及地下水的流动特征；Tamborski 等（2017）应用一维对流输运模型结合放射性核素226Ra和222Rn的分布情况，估算纽约长岛两处潮汐河口循环海水在非均质含水层中的滞留时间。由此可见，放射性同位素222Rn在非均质介质中地下水流动特征的研究中得到了较为成功的应用。

珠三角河口区水网密布，河涌纵横，是中国海岸线最长、最复杂的地区之一，也是中国海岸生态的重要一环，其上分布着中国一部分河畔潮汐湿地（夏涵韬等，2020）。潮汐河流水体在涨潮时渗入湿地含水层，在退潮时渗出，短时期内潮汐引起的水体交换和地下水流使潮汐湿地成为水体混合活跃的区域。珠三角河口区内，广州南沙区东临狮子洋，西临洪奇沥水道，南濒珠江入海口，地处珠三角几何中心。该区长期受到河流冲积及海潮涨退作用的影响，沉积了深厚的海陆交互相壤土，且在壤土层内夹有厚薄不一的薄层粉细砂层，具有一定的水平层理，其壤土土质也复杂多样（刘晓彬，2009），区内众多的潮汐湿地含水层介质具有典型的空间异质性。据此，本文以广州南沙珠江口潮汐湿地为研究区，通过监测地下水222Rn比活度的时空变化，在综合考虑含水层222Rn 释放能力的空间异质性基础上，分析含水介质非均质条件下潮汐湿地的地下水流动特征。以期为进一步开展潮汐湿地物质循环研究提供科学依据与技术支持。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于珠三角虎门河口西岸河畔潮汐湿地（22°48′36″N，113°34′48″E），东濒珠江狮子洋（图1）。属南亚热带海洋性季风气候，降雨充沛，气候温和，多年平均气温21.9°C，多年平均降雨量1 582 mm。区域内地下水多以潜流形式排泄，受潮汐影响，地下水与地表水之间存在交互关系；同时，区域内地下水位具有明显的季节性周期特征，每年6—9 月丰水期较10—11 月枯水期水位埋深浅（吴丽霞，2021）。研究区为壤土覆盖区，壤土主要为淤泥、淤泥质土（陈运坤等，2021）。按照距离潮汐河流由远至近的顺序，在研究区断面上生长的红树植物分别为水黄皮[Pongamia pinnata(Linn.)Pierre]、老鼠勒（Acanthus ilicifoliusL.）和无瓣海桑（Sonneratia apetalaBuch.-Ham.）。潮汐为不规则半日潮型，平均潮差1.2～1.6 m，最大潮差3.4 m。

图1 研究区概况Fig.1 Overview of the study area

1.2 样品采集与测定

1.2.1 采样方法 为充分考虑潮汐影响，监测范围应覆盖潮间带区域，在本研究区湿地，设置沿垂直河流的监测断面，记为X-X'。断面上各监测点的布设不影响湿地植物，同时应满足潮汐水位在最低潮退离断面最低点，最高潮能淹没断面最高点。断面布设7个监测点位，考虑到潮汐湿地地下水循环的研究深度一般为2 m 左右（Xiao et al.,2017;Liao et al.,2021），设置监测井最大埋深到200 cm，编号为A至G。其中A、B各设置3个监测井，深度分别为100、150、200和50、100、150 cm，C点至G点各设置4 个监测井，深度分别为50、100、150 和200 cm，监测井总数合计26 个（图2）。其中，A 点距河最远，其上为沙石覆盖，较少红树植物，B～F点上有红树植物（水黄皮-老鼠勒-无瓣海桑）密集生长，G点距河最近，属于光滩地带，其上无红树植物。涨潮时段最高潮汐高度能淹没A点，退潮后潮水退至G 点右侧主河槽。于2020年7和8月落潮时段T 10:00—16:00 开展采样工作，采样期间无降水，采样期间潮水水位变化情况如图3所示，采样时段的潮高差7和8月分别为183和119 cm。

图2 研究湿地采样点分布剖面Fig.2 The distribution profile of sampling points in studied wetland

图3 采样日研究区湿地地表水位变化Fig.3 Change of wetland surface water level in the study area on sampling day

地下水样品采集：采用抽水泵（Power Booster Controller CV R-24）采取，分装于40 mL 样品瓶，并用Parafilm 封口膜密封瓶口保存，同步记录采样时间。所有样品运送回实验室后置于4℃冰箱保存，于3 d内完成222Rn分析。

含水层介质样品采集：于2020年7月采用环刀法采取含水层介质剖面样品。受研究区现场含水层介质实际情况限制，共采集15个样品，分别为A点的100 cm 深度，C 点的50、100 cm 深度，D 点的50、100、150、200 cm深度，E点的50、100 cm深度，F点的50、100、150、200 cm 深度以及G 点的50、100 cm深度。所有样品采集完毕后均密封运送回实验室以待后续实验。

1.2.2 测试方法

1）地下水水头观测

以G 点地面高程作为研究区剖面的基准点（0 m），采用水位尺现场测量各个点位地下水位，通过各点位与G点地面高程的相对高度换算各点位的总水头（m）。

2）含水层介质物理性质测定

按照《中华人民共和国农业行业标准（NY/T 1121.3-2006）》（中华人民共和国农业部，2006）测定含水层介质含水量。简述如下：采样前环刀称重，记为m1（g），采样后环刀样品进行称重，记为m2（g），将称重后环刀样品在恒温干燥箱中以105℃±2℃烘至恒重m3，其中，土壤自然含水量m0=m2-m3。

3）地下水222Rn比活度测定

采用RAD-7α 能谱氡气检测仪测量地下水中222Rn的比活度（Bq/m3），并根据采样时间及测样时间进行衰变修正，从而得到采样时间地下水222Rn的比活度。

4）含水层介质222Rn释放能力测定

称量约30 g 含水层介质样品，放入100 mL 玻璃瓶中，加满纯净水，加盖橡胶塞，确认瓶内无气泡，震荡30 min 后置于避光阴凉处。30 d 后用RAD-7 测量培养瓶中水体222Rn 比活度Ae，通过式（1）计算单位质量含水层介质氡的释放能力（以下简称含水层介质氡释放）Ern（Bq/kg）；通过式（2）计算单位体积含水层介质对地下水氡的平衡能力[Rn]gw（Bq/m3）（Mullinger et al.,2009）。

式中：Ae为平衡后水体测得的水氡比活度（单位：Bq/m3）；Vw为加入的去离子水水体积（单位：m3）；M为加入的含水层介质质量（单位：kg）；Ern为单位质量含水层介质释放氡的能力（单位：Bq/kg）；ρbulk为含水层介质干容重（单位：kg/m3）；n为含水层介质孔隙度。

2 结果分析

2.1 含水层介质干容重和孔隙度

由表1 可知，含水层介质ρbulk整体在0.39～1.44 g/cm3范围变化，平均值为1.00 g/cm3。在水平方向上，含水层介质ρbulk具有从A 点到G 点逐渐增大的趋势；在垂直方向上，呈现随深度逐渐增大的趋势。其中，从A 点的0.39 g/cm3显著上升到C 点的0.97 g/cm3，随后D、E、F 三点均稳定在1.00 g/cm3左右，到G 点达到最大1.33 g/cm3。含水层孔隙度n整体变化范围为0.42～0.78，平均值为0.56，无明显规律。其中从A 点的0.78 降低至D 点的0.50，E、F、G 三点孔隙度n呈“V”字形变化，分别为0.60、0.49、0.61。

表1 研究区含水层介质干容重及孔隙度Table 1 Dry bulk density and porosity of aquifer medium in the study area

2.2 落潮期潮汐湿地水头

由图4可知，采样期间X-X'断面地下水总水头在-1.12～1.58 m范围内变化。在A-BC-D-E 范围内，地下水呈现由A 向E 流动，由浅层向深层流动的特征。而在F-G 范围内，水头变化复杂。F点水头明显增大，在水平方向，其水头大于邻近的E 点和G 点，在垂直方向，其深层水头要大于浅层水头，呈现F 点地下水由深往浅流动的趋势。F 点是研究区X-X'断面上的分界点，F点左侧与右侧的地下水流方向明显不同。

图4 研究区X-X'断面7月（a）和8月（b）采样日地下水水头Fig.4 Groundwater-head on the sampling day of X-X'section in the study area in July(a)and August(b)

2.3 潮汐湿地地下水氡比活度

图5 显示：7 月份采样点水氡比活度范围为512.00～7 752.63 Bq/m3，平均比活度为2 015.77 Bq/m3；8 月份采样点水氡比活度范围为620.39～11 335.80 Bq/m3，平均比活度为2 831.11 Bq/m3。研究期间，在水平方向，X-X'断面水氡比活度在空间上的分布呈现7月从A点到G点逐渐增大的特点；8月除A 点外，B 点到G 点逐渐增大的特点。在垂直方向，整体上并无明显的规律。以F点为分界线，7、8 月F、G 点的地下水氡比活度要显著大于A-E 点。其中，7月F、G点的地下水氡比活度（3 510.11 Bq/m3）小于8 月（4 102.20 Bq/m3）。从个别点来讲，8 月的F 点深层（200 cm）地下水氡比活度与同期其他点位相比显著增大。

2.4 含水层介质氡释放Ern及氡平衡[Rn]gw

含水层介质氡释放Ern为单位质量的含水层介质向潮汐湿地地下水释放氡的能力。实验结果（表2）表明，Ern在3.09～13.53 Bq/kg 范围变化，平均值为7.86 Bq/kg，方差为9.09 Bq/kg，表明含水层介质的氡释放能力具有较大的空间异质性。沿着X-X'断面，A 点的Ern为7.22 Bq/kg，从B 点5.20 Bq/kg 升高到F 点10.87 Bq/kg，至G 点略有下降，为8.93 Bq/kg。

表2 研究区含水层介质氡释放值ErnTable 2 Values of radon release from aquifer media in the study area

含水层介质氡平衡能力[Rn]gw为单位体积的含水层介质向潮汐湿地地下水释放氡使其达到平衡的能力。由式（2）计算所得数值绘图显示（图6），沿着X-X'断面，[Rn]gw从A 点（2 413.14 Bq/m3）向G 点（5 904.16 Bq/m3）逐渐增大，在2 210.15～7 700.33 Bq/m3范围变化，平均值为4 623.57 Bq/m3。其中，E点所在区域的含水层介质氡平衡能力较高。同时，[Rn]gw＞5 000 Bq/m3的含水层介质均分布在E-F-G断面，而A-C-D断面含水层介质的[Rn]gw均＜5 000 Bq/m3，表明研究区含水层介质的氡平衡能力具有较大的空间异质性。

图6 研究区X-X'断面含水层介质氡平衡能力Fig.6 Radon recharge of aquifer medium of X-X'section in the study area

3 讨论

3.1 潮汐湿地介质氡平衡能力及影响因素

由式（2）可知，影响介质氡平衡能力的因素主要有含水层介质干容重、孔隙度及介质氡释放。干容重是指含水层介质在不含水分状态下的容重（单位体积所具有的重量），一般用于表示土的压实效果，干容重越大表示压实效果越好。孔隙度表明含水层介质所有孔隙空间体积的占比，孔隙度越大，说明其容水性越强。介质氡释放的值反映含水层中含铀岩样（238U和226Ra）的情况，其值大小与含有较高浓度的238U的花岗岩有关。对含水层介质氡平衡能力和孔隙度、干容重、介质氡释放能力做散点图（图7），由图可知，[Rn]gw和孔隙度呈负相关，但相关关系极弱（R2=0.07，图7-a）；[Rn]gw和干容重呈正相关，相关关系同样极弱（R2=0.19，图7-b）；而[Rn]gw和介质氡释放呈正相关，且相关性较好（R2=0.69，图7-c）。因此，整体上，介质氡平衡能力[Rn]gw随介质氡释放的增大而增大，而与潮汐湿地含水层介质的孔隙度及干容重不存在明显的关系。

图7 介质氡平衡能力与含水层介质的关系Fig.7 The relationship between radon recharge and aquifer medium

综上，含水层介质的孔隙度和干容重之间存在密切的关系。介质的干容重越大，在一定程度上可以表征其孔隙度越小，即介质干容重与孔隙度之间存在负相关关系（Akkaya et al.,2021）。对研究区含水层介质干容重及孔隙度作散点图（图7-d），发现两者之间存在一定的负相关。由此，由图7可以推断，介质干容重和孔隙度之间的负相关关系，造成介质氡平衡能力[Rn]gw与干容重、孔隙度之间的相关关系不明显，甚至与孔隙度之间形成极弱的负相关。因此，并不能单一地由介质干容重或孔隙度来判断介质氡平衡能力[Rn]gw的变化规律。

然而，[Rn]gw与介质氡释放之间存在明显的正相关（见图7-c）。这是因为，介质氡释放的高低反映含水层中含铀岩样（238U 和226Ra）的情况，介质中222Rn母体（226Ra）的含量大小直接决定含水层介质的氡平衡能力（Ball et al.,1991）。由此可见，影响[Rn]gw大小的主要因素为介质氡释放。

式（2）表明[Rn]gw值和介质氡释放、介质孔隙度及干容重均成正比，即在固定另外两个条件下，含水层介质氡平衡能力[Rn]gw会随着介质中含铀矿物组分的增加，或孔隙度的增加，或干容重的增大而增大。然而，上述分析表明，影响介质氡平衡[Rn]gw值的各个因素变化复杂，实际的沿海潮汐湿地含水层介质在空间上出现较大的变动（Procelli et al.,2003），介质干容重和孔隙度之间的互相影响造成[Rn]gw的变化规律较复杂，进而增加湿地地下水氡比活度时空分布的不确定性。

3.2 非均质条件下潮汐湿地地下水流动特征

传统均质条件下，受潮汐作用影响，湿地地下水流动路径以及与地表水的关系可概化为：潮汐河水在高高潮时完全淹没潮汐湿地，下渗补给地下水流，湿地地下水随退潮往潮汐河流方向退出。由于潮水的来回顶托作用，地下水在湿地含水层中流向从水平改为向上，出露湿地表面，最终汇入潮汐河流（Wilson et al., 2006; Heiss et al., 2014）。然而，潮汐湿地含水层介质具有较大的空间异质性，影响湿地地下水流的流动特征。湿地地下水头表明，F点是湿地地下水流动方向的一个分界线，F、G 点为与传统均质条件下地下水流动明显不同的区域（见图4），此区域水体水源为潮汐水流，由A-E 区域的湿地地下水流流入，当潮高差较大时，潮汐对湿地的整体驱动力较大（Heiss et al.,2014），F、G点的地下水更容易渗出地表，而F、G 点的地下水较难流出地表而在含水层中滞留更久。结合湿地地下水氡比活度剖面分布情况（见图5），潮汐湿地实测地下水氡比活度At从A点到G点逐渐增大。潮水作为水源渗入湿地含水层形成地下水流，此时，地下水中的氡在衰变及含水层介质氡平衡能力的共同作用下，水流在湿地含水层中滞留时间越长，受含水层介质氡补给越充分，监测井内的地下水氡比活度则越大。因此，较高的地下水氡比活度的区域在一定程度上反映该区域地下水更长的滞留时间。

与已有研究（Robinson et al.,2018）不同之处在于，介质非均质条件下的潮汐湿地地下水流在与潮汐地表水体交换时的流动特征更加复杂，在长时间的滞留下，湿地地下水在含水层与潮汐河流的交界处的流动并不是简单的“U”型排泄。基于湿地地下水水流特征（见图4）和地下水氡比活度At空间分布（见图5），研究区潮汐湿地地下水流动可划分为快速流动区和滞留区。

快速流动区包括A-B-C-D-E点所在断面，为潮汐湿地浅层地下水环流单元的快速流动区域，此区域地下水氡比活度较小，观测期内地下水氡比活度At平均值为1 522.39 Bq/m3。区内地下水主要受潮汐河水下渗补给影响。高高潮时潮水淹没A点渗入潮汐湿地，在高程差、湿地地下水头及潮汐河流地表水位差的共同作用下，地下水从A点流向E点，从浅层流向深层。地下水流到达E点附近，受右侧的潮水顶托，快速流动区地下水流方向发生变化，在F 点处由深向浅流。滞留区包括F 点和G 点所在断面，为潮汐湿地浅层地下水环流单元的滞留区域，此区域地下水氡比活度较快速流动区显著增大，观测期内地下水氡比活度At平均值为3 858.40 Bq/m3。地下水从快速流动区流至滞留区后，受来自G点右侧的河水顶托，水流方向改变。在退潮时期，由于受到水头差的影响，地下水向河方向流动，然而受波浪来回波动的影响，滞留区地下水流动方向来回摆动（Duque et al.,2019），造成此处地下水体滞留更久，不断受到周围含水层介质氡的补给。

受潮高差影响，滞留区地下水流动状态在不同潮位特征下有所差异。由图5 可知，相较于7 月滞留区的平均地下水氡比活度（3 510.11 Bq/m3），8月的滞留区具有更大的氡比活度（4 102.20 Bq/m3），即8月滞留区的地下水停留时间相对较长。结合图3可知，观测期内8月采样日的潮高差为119 cm，远小于7月采样日潮高差（183 cm）。此现象表明，潮高差越大，潮汐对湿地地下水的整体驱动力越大，滞留区地下水更容易渗出；反之，潮高差越小，潮汐整体驱动力不足，滞留区地下水渗出相对较难，滞留区域地下水停留更久，进而可能造成滞留区域范围的改变或移动。

4 结论

通过对珠江三角洲虎门河口潮汐湿地的含水层介质和地下水的采样分析，得出以下结论：

1）潮汐湿地含水层介质具有空间非均质性，其干容重变化范围为0.39～1.44 g/cm3，孔隙度变化范围为0.42～0.78。湿地含水层介质氡释放（Ern）的高低受基岩中铀系核素226Ra含量影响，同样表现出极大的空间异质性。

2）含水层介质氡平衡能力（[Rn]gw）受孔隙度、干容重和介质氡释放的综合影响，呈现明显的空间变化特征，变化范围约为2 210.15～7 700.33 Bq/m3。由于介质干容重和孔隙度本身存在相关关系，影响介质氡平衡能力的主要因素为表征含水层中含铀岩样（238U和226Ra）含量大小的介质氡释放。

3）综合落潮时期地下水水头特征和水氡比活度空间分布特征可知，研究区潮汐湿地落潮时期地下水流动特征与均质条件下研究结果存在显著差异。根据氡比活度可将潮汐湿地地下水划分为快速流动区和滞留区，其中快速流动区地下水呈现由陆向海近似“U”型的流动模式，滞留区地下水受潮汐作用而停留更久。潮高差越大，潮汐对湿地地下水整体驱动作用更强烈，滞留区地下水更易渗出地表；反之，潮高差越小，地下水渗出较难，进而导致滞留区地下水更长时间的停留。由此可见，湿地含水层介质的空间异质性是影响地下水流动特征的关键因素。

介质的非均质性是自然界含水层的普遍特征，重视介质的空间异质性，是在前人均质条件研究的基础上迈出的关键一步。本研究针对非均质性条件分析了潮汐湿地的地下水循环过程，这对于探明实际情况下的潮汐湿地地下水流动具有重要意义。随着研究的深入，必将能明晰不同介质的非均质性对潮汐湿地地下水流动特征的影响机制，未来可在此基础上，定量化地下水循环过程，为生产活动和可持续发展提供建设性意见。